三峡水库（28°32′N-31°44N′，105°44′E-111°39′E）东起湖北省宜昌市，西讫重庆市江津区，沿长江狭长分布，其东西长约为600 km，南北宽约80 km.三峡库区地处四川盆地与长江中下游平原的结合部，跨越鄂中山区峡谷及川东岭谷地带，北屏大巴山、南依川鄂高原.地形大势为东高西低，西部多为低山丘陵地貌，东北、东南部逐渐变为低、中山地貌，并相对由北向南、由南向北地向长江河谷倾斜（图 1）.该区毗邻我国南北地震带中段，地处大陆岩石圈东西地壳差异较大的边缘过渡带内^[1].作为世界上最大的高坝水利枢纽工程之一，三峡水库从立项建设以来，区域地震活动性与水库安全、水库蓄水对地震活动性的可能影响等问题一直受到广泛的关注.地震台网观测资料表明，三峡水库蓄水前，库区地震活动具有活动频度低、强度低和空间分散的特征，而蓄水后小震活动急剧增加，特别是3级以上的地震也明显增加，并且沿区内断裂构造集中.已有研究表明，这些地区的断裂构造具有发生5~6级地震的潜在危险性^[2].因此，继续研究三峡库区的地震活动性问题具有重要的意义.对这一问题的深入研究，需要了解区域现今构造变形特征与动力学特征，而利用地球物理方法研究库区及其邻近地区的深部构造是其中重要的基础.为此，我们选定了图 1所示的区域作为研究区，北以宁陕断裂和勉略缝合带为界，西至龙门山断裂，东北到大巴山弧形断裂带，南到大娄山构造带，包括了川西坳陷带、川中平缓带、米仓山台缘凸起、大巴山台缘坳陷和上扬子台坳等基本构造单元^[3].

图 1

Fig. 1

图 1 三峡库区及邻近地区地貌与构造图 三角表示地震台，圆点表示城市，黄线表示断层，白线（AA′，BB′，CC′和DD′）表示与图 7所对应的垂直剖面位置，黑线封闭区域为三峡库区. Fig. 1 Topographic relief and tectonic map of the Three Gorges Reservoir and the adjacent region The triangles denote seismic stations used in this study. The black circles denote cities.The yellow lines denote faults.The white lines (AA′, BB′, CC′, DD′and EE′) indicate the vertical profiles shown in Fig.7, and the enclosed area by black lines is the Three Gorges Reservoir area.

许多地震工作者利用多种地球物理探测方法研究了三峡库区尤其是重庆段的深部构造特征，其中1986年中国地质科学院完成的黑水-邵阳深地震测深剖面，以大致北西-南东方向穿越重庆.这些传统的地球物理勘探法主要基于对天然地震或人工爆破激发产生的体波和面波的观测进行地壳及上地幔结构成像.地震背景噪声层析成像技术则是近年来快速发展的一种新地震成像方法，该方法可以不需要天然地震事件，它只需把不同台站在同一时间段内记录的连续背景噪声数据进行处理得到互相关函数，就可以提取出台站间路径上的面波经验格林函数.Shapiro等^[4]利用地震背景噪声层析成像技术获得美国南加州地区不同周期的瑞利面波群速度分布图.通过分析震源位置及接收台站位置与地震背景噪声互相关台站位置分布较为接近的天然地震激发面波资料，Shapiro和Campillo发现通过地震背景噪声互相关提取的面波经验格林函数与利用天然地震面波提取频散曲线结果基本一致^[5].地震背景噪声成像由于摆脱了传统方法须依赖地震事件获取壳幔高分辨率信息的限制，近年来得到快速发展，已广泛应用于许多地区^[6-13].

鉴于四川盆地及其周边地区前人已开展了不少工作^[14-16]，但在重庆地区尤其是三峡库区尚没有开展系统的背景噪声三维速度结构研究，本文利用91个三峡库区重庆遥测台网及邻近地区的固定和流动台网2012年1月到2012年12月期间的连续地震背景噪声数据，互相关提取面波经验格林函数，获取瑞利面波相速度频散资料，反演三峡库区5~40 s的高分辨率瑞利面波相速度分布模型及三维剪切波速度模型，以期为研究三峡库区的构造特征与地震发生机理、构造变形及动力学过程等提供高精度的地壳结构信息.

本文利用了2012年1年间分布在三峡库区及其邻近地区91个宽频带固定台及流动台数据资料，所有台站皆配用24位IP数据采集器和GPS授时系统.

Bensen等^[17]已对地震背景噪声层析成像的理论和数据处理方法进行过详细讨论，本文只作简要介绍.一般来说，地震背景噪声成像研究的数据处理步骤可分为：（1）单台数据预处理；（2）不同台站间的地震噪声互相关计算和叠加；（3）频散曲线的测量；（4）质量控制和误差分析；（5）面波层析成像.其中（1）、（2）步在数据处理中尤为重要，单台预处理需要对各个台站每天的数据进行重采样、去除仪器响应、去均值、去倾斜、5~50 s带通滤波等处理.为了确保数据质量，我们去除时间有问题和仪器标定产生的信号.本文采用one-bit互相关法^[18]（以下简称OBCC）获得垂直分量地震背景噪声互相关函数，OBCC法可以有效减少地震信号对互相关计算结果的影响.Yao等^[8]2006年在西藏东南的台阵噪声成像一文中证明了用OBCC法去除地震信号对提取时间域面波经验格林函数影响甚微，因此在本研究中没有剔除地震信号.

对于任意台站A和B，经验格林函数可由背景噪声互相关函数求导获得：

(1)

式中，C_AB（t）为台站A和台站B背景噪声的互相关函数；G_AB（t）为台站B的精确格林函数（以A为源）；G_BA（-t）则是台站A的逆向格林函数（以B为源）；和表示相应的估计值（经验格林函数），t表示时间.如图 2所示，长寿台（CHS）与研究区其他台站垂直向的互相关函数在正负时间轴都有明显的瑞利面波信号.由于噪声源的非均匀分布及其距台站距离等因素影响，造成正负时间信号振幅不对称性，研究中取正负信号反序叠加平均值作为经验格林函数.

图 2

Fig. 2

图 2 长寿台（CHS）与研究区其他台站垂直向的互相关结果 纵坐标为台站距. Fig. 2 Rayleigh wave EGFs from ambient noise recorded at CHS station paired with other stations in the study area The vertical axis shows the inter-station distance.

传统的噪声层析成像研究一般采用自适应时频分析（FTAN）或多重滤波等方法提取经验格林函数的群速度频散曲线，本研究采用Yao等^[19]提出的基于图像分析的方法来提取面波经验格林函数或噪声互相关函数的相速度频散和群速度频散曲线，该方法不但能快速追踪整条频散曲线，而且能提高相速度频散曲线的测量精度.

定量地震学的理论及Bensen等^[7]的研究结果表明，为了获得可靠的频散曲线，台站间的距离至少需要三倍波长.因此可以测量到的截止周期（T）和台站间距离（Δ_AB）与平均相速度v_AB需要满足下列条件：

式中，λ表示测量截止周期为T的波长.研究中台站间最大、最小间距分别约为1067 km及18 km，假设测量平均相速度v_AB为4 km/s，我们提取的相速度频散曲线的周期主要集中在5~40 s范围，在此范围内测量的频散曲线才较为可靠.不满足台间距大于三倍面波波长的台站没有参与反演.

三峡库区重庆段及其邻近地区地形复杂，地貌特征以山地、丘陵为主，地势起伏大，层状地貌明显.区内东南地势高，西北地势低，最高点海拔3160 m，最低处海拔仅40 m，相对高差达3120 m.传统的计算一般都用两台在大圆路径上距离为计算台间距，对于三峡库区重庆段的研究必须考虑地形变化的影响，两台水平方向的台间距将基于它们的高程用D_c=进行校正，其中D为大圆路径上的台间距，δh为两台站间的高程差，D_c为经过校正后台间距.本文所用的台站间距从18 km到1067 km不等，变化较大，为更准确可靠地提取相速度频散曲线，只提取D_c＞1°的经验格林函数的频散曲线，面波相速度窗设为2.5~4.5 km/s.当然我们的地形改正只是初步的，还需更深入的定量研究以考察地形的影响.

图 3显示由渝北台（YUB）-吉首台（JIS）对地震背景噪声数据互相关提取面波经验格林函数分析得到的相速度频散曲线.可以看出瑞利波相速度随周期增加而变大，频散现象明显.其校正后的台站间距为342 km，瑞利面波相速度频散曲线的测量的最大截止周期为29 s.由图 3a可见，噪声相关函数在先经过希尔伯特变换之后，再经过正向与逆向波形的反序平均后得到经验格林函数.

图 3

Fig. 3

图 3 YUB-JIS台间瑞利面波相速度频散曲线测量示意图 （a）红色波形和蓝色波形分别代表经验格林函数的正向及逆向部分，其中虚线波形和实线波形分别表示加时间窗前后的波形，黑色波形表示正逆波形反序叠加后得到的经验格林函数的对称形式；（b）相速度频散曲线（黑色实线）图，红色圆点标出所提取的频散点，黄色虚线为Dc=2λ处，红色实线为Dc=3λ处. Fig. 3 Inter-station Rayleigh wave phase velocity dispersion curve for the YUB-JIS path (a) Red and blue waveforms are positive and negative components of EGF, respectively, and the dashed and solid ones are EGFs before and after windowing, respectively.The black waveform is the summation of positive and negative components of EGF.(b) Phase velocity dispersion measurements (black solid line) form the EGF with red dots as the extracted dispersion points.

在提取相速度频散曲线后，采用传统面波层析成像方法来反演研究区域5~40 s周期范围内的相速度分布图像.经过数据筛选，对于研究区内的91个台站，共得到2289条瑞利面波相速度频散曲线.根据相速度的分布特征，本文选取4个具有代表性周期的相速度分布进行讨论和解释，图 4给出了不同周期射线路径数目和射线路线分布图.由于台站分布等原因，研究区域边界附近地区路径覆盖情况较差，由射线路径分布图（图 4）和平均分辨率半径分布图（图 5）可知，四川盆地及三峡库区的射线密度较高.

图 4

Fig. 4

图 4 研究区内不同周期的相速度测量的射线覆盖分布图 Fig. 4 Path coverage of velocity measurements at four selected periods

图 5

Fig. 5

图 5 不同周期的瑞利面波相速度空间平均分辨率半径分布图 Fig. 5 Map views of average spatial resolution of estimated Rayleigh wave phase velocity. Period is indicated in the lower right corner of each map

目前对地震层析成像结果质量评价一般采用检测板技术，这种方法是用理论速度模型加一定扰动进行反演，分析反演结果能否恢复给定的理论速度模型.但Leveque等^[20]人研究认为，直接根据检测板结果进行分辨率分析和误差估计可能存在误差. Yanovskaya等^[21-22]认为可以通过计算模型中的每个格点空间平均分辨率核函数，并用来表示层析成像的结果分辨率更为合适.根据相速度分布特征，图 5给出了与图 4对应的周期为5 s，10 s，20 s，35 s的分辨率半径分布图.图 4与图 5表明，地震射线的分布与成像结果的分辨率存在一定的关系，即地震射线的密度与数量越多成像结果的分辨率就越高，反之亦然.例如，研究区边缘的分辨率较差，这主要是由于研究区边缘地区密度息射线少造成.总体上来说，本文中射线覆盖较均匀的地区最小分辨率可达60 km，整个研究区控制在210 km的分辨率.本文研究的区域890 km×560 km，计算得到的空间平均分辨率半径在60~210 km之间，正好位于模型参数所允许的光滑半径之内.

本文采用Yanovskaya和Ditmar^[22]提出的层析成像方法，该方法是在Backus等^[23]人的一维地球物理反演理论和方法上发展而来，是目前面波层析成像中广泛应用的方法之一.反演时把研究区域划分为0.2°× 0.2°网格，而控制着反演结果的光滑程度的正则化参数，在反演时我们经过反复试验确定其值为0.2，这将确保成像结果在具有足够光滑度的同时又有较好的拟合度.图 6给出了与图 4、图 5对应的周期为5、10、20和35 s的相速度层析成像的分布图.

图 6

Fig. 6

图 6 不同周期的瑞利面波相速度分布图 Fig. 6 Distribution of estimated Rayleigh wave phase velocity.Period is indicated in the lower right corner of each map

周期为5 s的瑞利波相速度图像主要反映了地壳浅层部分的横向速度变化与速度结构特征.低速异常位于四川盆地内，这可能是由于盆地沉积层引起的该区域速度明显低于周边地区.周期为10 s的瑞利波相速度图像主要反映了地壳上部的速度结构，10 s周期的相速度分布与5 s周期的相速度分布相似，盆山边界线非常明显，表明研究区内上地壳与地壳浅层部分的构造具有一定的关联.10 s周期的相速度分布还与四川盆地地层的出露与分布的“菱”形几何轮廓相吻合.盆地边缘出现高速异常，其中七曜山-金佛山基底断裂两侧的速度存在一个分界线，位于其南侧的渝东南、湖北、湖南等地区为上扬子台坳，盖层由南华系过渡层发育而来，对应的年代相对于北侧的四川台坳较老，岩石较冷，因此速度高.四川盆地西北的龙门山造山带与山前前陆盆地的速度分界线也较明显，表明其两侧的速度结构明显不同，同样米仓山与川北前陆盆地和盆地东北边界处的四川盆地与秦岭造山带的过渡部位也出现明显分界线.可见，四川盆地沉积层的分布与短周期的波速分布具有明显的对应关系，而高速异常则由盆地周边造山带的结晶基底造成.20 s的相速度分布主要反映中地壳结构，35 s周期的相速度分布反映中下地壳的结构，其中扬子克拉通整体呈现高速异常，表明研究区内具有相对坚硬的中下地壳.5 s、10 s、20 s和35 s周期的相速度分布图在吉首-常德的武陵山区附近出现高速异常区，这可能与江南古陆古火山岛链（雪峰-九岭弧形古火山群）有关，饶家荣等^[24]根据物探资料研究认为，武陵期华夏古板块向扬子板块俯冲，通过其间潜没在“多岛洋”地壳上的湘东古火山锥型海岛与雪峰-九岭古火山岛链相互间碰撞，古火山海岛成为现今板块融合带的组成部分.该碰撞拼接缝合带属长期活动的深断裂带，是地壳、上地幔的脆弱带，有利于壳幔成矿物质的运移、集聚成矿.缝合带为相对富铁镁质的中基性-超基性火山深变质岩类物质，并具有高密度属性显示局部重力高，这可能也是武陵山重力异常梯度带形成的主要原因.已有研究^[25]表明该梯度带将华南地块明显地分为东西两大部分，东西两部分的地质构造格局、岩浆活动、地震地热分布状态、地壳厚度、地球物理场和地球化学场以及地形地貌等都有巨大差别.武陵山重力梯度带以西，云贵高原连同湘鄂西部、四川盆地，地势高，地壳厚，岩浆活动弱，构造相对稳定；以东则地势渐低，地壳减薄，岩浆活动强烈，构造活化剧烈，地热梯度高.马开义等^[25]认为该局面是印支期及其后，特别是燕山期喜马拉雅期的地壳变动造就的.这可能是由于中新生代太平洋板块向西北的俯冲以及华南地块向南东的仰冲，长时期的挤压-松弛应力场的作用，也是该地区速度异常的原因.地壳结构与地震活动有较密切的关系，张家界与常德之间在1631年发生过7级地震，这与大地震多发生在地壳厚度急剧变化带的现象吻合.

根据瑞利面波的相速度分布，可以获取每个网格（0.2°× 0.2°）的频散曲线.本文使用Herrmann和Ammon开发的surf96^[26]程序，用给定路径纯频散数据反演出路径下方的剪切波速度结构.反演的初始速度模型使用的是王小龙等^[27]运用的接收函数反演的四川盆地边缘的荣昌台的速度模型.图 7为沿几条重要位置和方向切割的速度垂直剖面，可以充分展现该区重要构造特征.这些剖面都经过台间路径和成像分辨率较密与较高的地区，因此能确保获得高分辨率的剪切波速度结构.

图 7

Fig. 7

图 7 沿图 1中剖线AA′，BB′，CC′，DD′的剪切波速度结构剖面与地形图 G，C，M表示主要速度界面.LVZ表示典型低速层.白线表示主要断层. Fig. 7 Vertical cross section of shear wave velocity and topography along the lines AA′, BB′, CC′, DD′in Fig.1 G, C, and M indicate the major discontinuities in the crust.LVZ marks Low Velocity Zones.White lines show major faults.

剖面上加注了主要地质特征解释，包括主要速度界面、低速层及重要断裂带.沿剖面AA′及BB′可以看出龙门山以西与川西陆前盆地具有明显不同的剪切波速度结构特征.龙门山以西莫霍面比该剖线上的其他地区的深度要深，并在20~35 km深度存在明显的低速层，与前人在该区的结果吻合^[13].从我们的结果勾画出的沉积盖层厚度分布与石油物探结果^[28]基本一致.川西陆前盆地的沉积层比盆地的其他地区更厚.剖面CC′南段及DD′北段位于米仓山与大巴大弧形构造带的结合部位，川北陆前盆地的沉积盖层较厚，地壳厚度向北也有所增加，这可能是由于受扬子板块北缘向北俯冲的影响所造成的.所有剖面都揭示盆地的沉积盖层向盆地的边缘逐渐变薄，除龙门山及其以西地区以外地壳厚度在40~45 km范围内变化，与前人研究的结果基本相同.

三峡库区及邻近地区位于古老的扬子板块，四川盆地既是沉积盆地和构造盆地，也是地貌盆地，具有较清晰的边界，自晚中生代以来一直具有较稳定的沉积环境，积累了较厚的沉积层.在短周期（5~10 s），相速度分布很好地勾勒出四川盆地的块体形态，低速分布与其周围高速的山区、褶皱带形成鲜明的对比.龙门山断裂带为四川盆地的西边界，也是扬子板块的西缘.剖面AA′和BB′显示龙门山断裂带对应地壳厚度及主要速度界面深度剧变带，2008年的汶川地震及其余震、2013年的芦山地震及其余震都位于这个地壳结构急剧变化地带，这可能是由于源自青藏高原的东西偏南向推挤与稳定且坚硬的扬子陆块联合作用的结果.剖面AA′和BB′显示川中地区的基底埋深最浅，仅为6~7 km，川西和川东地区埋深较深，为10~15 km.四川盆地的基底岩系为中新元古界，航磁成果^[29]表明，盆地内部基底硬化程度的差异主要受呈北东向展布的构造格局的控制.这对后期沉积盆地的发展、隆起与坳陷的分布，以及盖层褶皱的强度等都有较明显的影响.盆地中部属硬性基底，是相对隆起带，地史上稳定性较强，沉积盖层厚度相对较薄.盆地的西北和东南两侧属柔性基底，是坳陷带，沉积地层厚度较大.中短周期（如20 s、35 s）瑞利波相速度在四川盆地中央呈现出显著的高，我们认为这一现象反映了该盆地内部地壳的非均匀特征.据马杏垣^[30]，四川盆地是上地幔隆起区.朱介寿等^[31]对四川黑水-台湾花莲地学断面的地质地球物理学探测结果表明，四川盆地具有双层基底结构，其沉积层下的变质基底和结晶基底在盆地中央均轻微地向上隆起.根据这些结果，我们推断可能是由于盆地基底上隆导致了其中央高速异常.

华蓥山基底断裂为研究区最重要构造之一，其现今活动特征受到关注.从剖面AA′可以看出华蓥山基底断裂以东莫霍面深度有一定变深趋势，此与现今的压缩应力场不协调.这可能意味华蓥山基底断裂是在拉张环境下形成，其后压缩环境的构造活动继承了前期的构造条件.AA′剖面表明自贡与兴文段盖层厚度达10 km左右，地壳厚度在40 km左右，该地区的地震主要发生在上地壳与中地壳的过渡地段，这可能与该地区的构造有一定的关系.该区采盐注水与天然气田污水回注有关的诱发地震活动频发且最大震级达M5以上^[32-33]，表明地壳应力水平较高（虽然构造加载速度很低），较小的孔隙压力的增加便可使储藏岩层的各种尺度的断层活动而引发地震^[33].

四川盆地的东北边界大巴山构造带位于扬子地块北缘，也是四川盆地与秦岭造山带的过渡部位.从图 7剖面CC′可以看出位于大巴山构造带附近的安康下方莫霍面呈下凹趋势.这可能和大巴山与川东北前陆盆地突变型盆山结构有关.刘树根等^[34]认为该盆山体系是扬子陆块自南向北的低角度长距离陆内俯冲深部背景下，南秦岭中上地壳自北向南展式滑脱与逆冲推覆扩展变形而形成.另外，由CC′及DD′剖面可以看出，在安康及万州下方中下地壳存在明显的低速带，并延伸到莫霍面以下，表明可能存在上地幔深部流体上涌通道.有研究认为位于万州附近的普光气田的天然气可能是无机成因的^[28]，我们的结果为此观点提供了一定佐证.这些剖面中的地幔顶部剪切波速度分布与Li等^[14-15]使用台站间到时差方法得到的Pn速度有较好的对应，表明本文数据对地幔顶部有一定分辨能力.

作为松潘-甘孜造山带与四川盆地的构造分界的龙门山断裂带于2008年5月12日发生了汶川M_S8.0地震，引起地球科学家的关注，先后对川西龙门山造山带附近区域的深部构造开展了一系列研究^{[12-15, 35]}.这些研究所覆盖的区域与本文所研究区域有部分重叠，Li等^[13]研究认为四川盆地下方上地壳~8 km处为一低速层，在松潘-甘孜地块与四川盆地的西边缘交界处的中地壳出现显著低速层（~18~36 km），盆地的地壳厚度比松潘-甘孜地块的地壳厚度要薄.刘启元等^[35]用接收函数研究也表明，松潘-甘孜地块下方存在一个楔状低速区，盆地的上地壳相对周边地区有一显著的低速区.这些特征与本文结果基本一致.由龙门山断裂带及其两侧地区的剪切波速度结构剖面AA′及BB′可见，在龙门山以西中地壳出现了低速带，且地壳厚度增大，这可能与青藏高原向东运动时在四川盆地受到刚性的扬子地块阻挡有关.龙门山断裂带的地壳速度结构具有很强的横向不均匀性，前龙门山的地壳速度结构与四川盆地相似，而后龙门山则与松潘-甘孜地块的地壳速度结构相似.因此，从地壳深部特征推断龙门山中央主断裂带是青藏高原东缘与扬子地块之间的主要边界断裂.另外，研究表明中下地壳的低速层所具有的黏弹性对汶川地震后的应力调节及芦山地震的发生具有重要影响^[36].

本研究采用地震背景噪声层析成像技术处理了三峡库区重庆遥测台网及近邻地区的固定及流动台站（91个宽频带台站）的地震背景噪声数据，反演了三峡库区重庆段5~40 s的高分辨率瑞利面波相速度分布，并对5个剖面的剪切波波速结构进行了分析.相速度分布在短周期5~10 s处很好地对应了四川盆地与周缘造山带盆山结构.由此可见，盆地周边的龙门山、米仓山、大巴山、齐岳山和大娄山构造对研究区的沉积环境及构造变动具有明显的控制作用，四川盆地内部存在较厚的沉积盖层（约12 km左右）.20 s周期主要反映研究区中地壳的情况，整体速度变化不大.35 s周期的相速度分布反映了地壳下部的结构.扬子克拉通的中下地壳整体呈现相对高速，表示其相对坚硬.吉首-常德的武陵山区附近出现高速异常区，可能与江南古陆古火山岛链（雪峰-九岭弧形古火山群）活动导致大量的基性-超基性幔源物质侵入地壳有关，它的存在对武陵山重力异常梯度带以西的云贵高原连同湘鄂西部的物质向南逃逸有一定的阻挡作用，而此处恰好位于我国地形第二阶梯向第三阶梯的过渡带，该过渡带将华南地块分隔为东西两大部分.剪切波速结构表明，川中地区基底埋深最浅，仅为6~7 km，川西和川东地区基底埋深较深，为10~15 km；三峡库区及邻近区域的地壳厚度在40 km左右.另外龙门山以西的地壳厚度增大，并在中地壳存在明显的低速层，这可能与青藏高原向东运动时在四川盆地受到刚性的扬子地块阻挡有关.在大巴山弧形构造带，地壳厚度向北也有所增加，莫霍面呈下凹趋势，这可能是受扬子板块北缘向北俯冲的影响造成的.

随着三峡库区及其邻近区域的地震监测台网布设密度的加大和台站分布均匀性的提高，噪声提取的面波路径将更丰富，因此能获得更为精细的地壳结构.当然本文没有考虑一些持续定点噪声源的影响^[37]，不过由于研究区远离日本，九州岛信号源的影响应该较弱.下一步可利用面波频散曲线在揭示介质的S波速度结构变化的特性、接收函数在确定转换界面深度方面具有的独特的优势，开展联合反演以获取该地区地壳和上地幔三维剪切波速度结构，这将有助于抑制反演结果的非唯一性.

感谢两位审稿专家的评审，他们提出的意见和建议对改进论文的质量发挥了重要作用.感谢倪四道老师在本文形成过程中的指导与帮助.中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”为本研究提供部分地震波形数据^[38]，美国夏威夷大学Paul Wessel和Walter H.F.Smith提供的GMT软件包生成了文章中的大部分插图.圣彼得堡大学物理研究所Yanovskaya提供了面波层析成像软件，美国圣路易斯大学Herrmann提供了剪切波速度反演程序，中国科学技术大学姚华建教授提供了面波相速度曲线测定程序，在此一并表示感谢.